Wykład 10
Na poprzednim wykładzie rozpatrywaliśmy równowagę radiacyjną oraz radiacyjno- konwekcyjną w atmosferze. Obecnie przejdziemy do opisu wymuszenia radiacyjnego związanego z przejściem układu klimatycznego Ziemia-Atmosfera do nowego stanu quasi- równowagi. Rozpatrzmy bilans promieniowania na szczycie atmosfery, gdzie strumień netto N wyraża się wzorem
L
S F
F ) A 1 (
N
gdzie FS= 342 Wm-2 , zaś FL jest uciekającym w przestrzeń kosmiczną promieniowaniem długofalowym (OLR – outgoing longwave radiation).
W stanie równowagi radiacyjnej średnia wartość (uśredniona po czasie charakterystycznym dla skali zmian klimatu) strumienia netto wynosi zeroN0. Wyniki ostatnich badań pokazują, że system klimatyczny nie jest w równowadze jednak odchylenie od tego stanu jest bardzo małe i wynosi dziesiętne części procenta promieniowania słonecznego dochodzącego do Ziemi.
Rys. 10.1 Niezrównoważony bilans energii w atmosferze (Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J.
Kiehl, 2009: Earth's Global Energy Budget. Bull. Amer. Meteor. Soc., 90, 311–323).
W pierwszym przybliżeniu OLR może być zapisany jako funkcja temperatury powierzchni Ziemi Ts w postaci
FL(Ts)=TeffTs4,
gdzie Teff jest efektywną transmisja promieniowania długofalowego w atmosferze i zależy głównie od całkowitej zawartości pary wodnej oraz CO2 w pionowej kolumnie powietrza.
Rozważmy małe zaburzenie od stanu równowagi, dla którego strumień netto na szczycie atmosfery zmienia się od wartości N(Ts) do N(Ts)+N. Zakładamy, że układ Ziemia- Atmosfera osiąga nową quasi-równowagę. Nowy stan może być zapisany jako suma
wymuszenia radiacyjnego N oraz odpowiedzi atmosfery zgodnie ze wzorem 0
T T
N N s
s
Rys. 10.2 Wymuszenie radiacyjne
Zmiany temperatury powierzchni Ziemi wywołane wymuszaniem radiacyjnym możemy zapisać w postaci
N Ts
, gdzie oznacza współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne i wyraża się wzorem
1
Ts
N
.
Na podstawie wzoru na strumień netto na szczycie atmosfery współczynnik ten można przedstawić w postaci
1
s s s L
T ) A 1 ( F T
F
.
Zauważmy, że zdefiniowane powyżej zmiany temperatury powierzchni Ziemi związane są bezpośrednio z wymuszeniem radiacyjnym N. Pośredni efekt związany jest z procesami zależnymi od temperatury powierzchni Ziemi, które mają charakter pozytywnych lub negatywnych sprzężeń zwrotnych. Dla przykładu wzrost temperatury powierzchni Ziemi wzmaga ewaporację, prowadząc w ten sposób do wzrostu wilgotności wzmacniającego efekt cieplarniany.
Bardziej realistyczny model systemu klimatycznego uwzględnia, że pochłoniętego przez układ Ziemia-Atmosfera strumień promieniowania słonecznego oraz strumień
promieniowania długofalowego emitowany w przestrzeń kosmiczną zależy od szeregu parametrów umownie oznaczanych przez q1, q2,.... . Każdy z nich zależy natomiast od temperatury powierzchni Ziemi. Wówczas wymuszenie radiacyjne można zapisać postaci
0 T T ...
q q
N T
q q
N N s
s 2 2 s 1 1
.
Zmiana temperatury podobnie jak powyżej wynosi
N Ts
gdzie tym razem współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne wyraża się wzorem
1
i s
i i s
L
T q q
N T
F
Wróćmy jednak do pierwotnego prostszego modelu, w którym mamy tylko efekt bezpośredni. Według modeli radiacyjnych podwojenie dwutlenku węgla spowoduje
wymuszanie radiacyjne na poziomie 4 Wm-2. Zastanówmy się, jak duże zmiany temperatury może spowodować to wymuszenie radiacyjne? Korzystamy w tym celu z definicji
współczynnika wrażliwości klimatu na wymuszenia radiacyjne zakładając, że temperatura powierzchni Ziemi nie wpływa na albedo planetarne
1
s L
T F
.
Założenie to jest bardzo silne, gdyż łatwo sobie wyobrazić, że wzrost temperatury prowadzi do wzrostu wilgotności oraz stopnia zachmurzenia, a w konsekwencji planetarnego albeda.
Podstawiając wartość strumienia długofalowego na szczycie atmosfery mamy
L s
F 4
T
Podstawiając do wzoru na bezpośrednią zmianę temperatury powietrza otrzymujemy
K 2 . 1 N Ts
.
Szacowany wzrost temperatury jest większy i wynosi: 2.4 K, gdyż podniesienie się temperatury powietrza powoduje większe parowanie i wzrost zawartości pary wodnej w atmosferze. Wpływ zaś pary wodnej na efekt cieplarniany jest większy, niż CO2, co prowadzi do niedoszacowania zmian temperatury. W rzeczywistości problem ten jest bardziej
skomplikowany, gdyż wzrost zawartości pary wodnej prowadzi do większego zachmurzenia i wzrostu albeda, a wiec do ochładzania.
Analizując problemy wymuszania radiacyjnego wygodnie jest wprowadzić parametr sprzężenie zwrotnego (Feedback Parametr) jako
1
. Wartości tego parametru przedstawia poniższa tabela
Wm-2K-1 model
3.8 Ziemia jako ciało doskonale czarne 3.3 Realistyczny model radiacyjny Ziemi
2 Z uwzględnieniem sprzężenia zwrotnego pary wodnej
1-1.5 Z uwzględnieniem wszystkich sprzężeń zwrotnych (chmury, lodowce-albedo)
Chociaż sama wartość wymuszenia radiacyjnego w przypadku dwutlenku węgla jest prosta do oszacowania przy użyciu modelu transferu promieniowania, to wyznaczenie współczynnika wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne (parametr sprzężenia zwrotnego) jest trudne i stanowi jedno z większych zadań dla globalnych modeli klimatycznych (np. GCM- global climate model).
Rys. 10.3 przedstawia temperaturę powietrza określoną przez równowagę radiacyjno- konwekcyjną dla obecnej koncentracji CO2 oraz po jego podwojeniu. Największy wpływ CO2
ma na temperaturę w wyższych warstwach atmosfery, gdzie gaz ten równoważy ogrzewanie poprzez absorpcję promieniowania słonecznego przez ozon. Spadek temperatury na szczycie stratosfery związany z podojeniem dwutlenku węgla sięga 10 K. Zmiany w troposferze są znacznie mniejsze, jednak znacznie bardziej istotne. Różnica temperatur w obu przypadkach maleje z wysokością i jest zaniedbywana na wysokości tropopauzy, gdzie zmienia się znak temperatur (poniżej mamy ocieplanie, a powyżej ochładzanie przy wzroście koncentracji CO2).
Zdefiniowane powyżej pojęcie wymuszenia radiacyjnego odnosi się do przypadku chwilowego (instantaneous radiative forcing), w którym temperatura atmosfery pozostaje stała (w czasie wyznaczania strumieni radiacyjnych). Zauważmy jednak, że w przypadku wymuszenia w stratosferze, gdzie panuje równowaga radiacyjna układ klimatyczny
odpowiada bardzo szybko na zaburzenie (skala czasu od tygodni do miesięcy) w porównaniu
Rys. 10.3 Temperatury powietrza dla równowagi radiacyjno-konwekcyjnej, przy koncentracji CO2 odpowiednio 360 and 720 ppmv
z odpowiedzią systemu klimatycznego w dolnej troposferze gdzie skala czasowa jest rzędu dekad. Tak więc uzasadnione staje się zmodyfikowanie pojęcia wymuszenia radiacyjnego i wprowadzenia tzw. stratosferycznego dopasowania (stratospheric adjusted radiative forcing).
Wymuszenie radiacyjne w tym przypadku wyznacza się poprzez zdjęcie wiązu niezmiennej w czasie temperatury w stratosferze, która tym razem dopasowuje się do nowego stanu
równowagi. Po ustaleniu nowego profilu temperatury w stratosferze wyznaczane jest ponownie wymuszenie radiacyjne uwzględniając w ten sposób dopasowanie
stratosferycznego. Największe różnice pomiędzy chwilowym i dopasowanym wymuszeniem radiacyjnym obserwowane są w zakresie podczerwieni, gdyż w przypadku promieniowania słonecznego temperatura powietrza ma niewielki wpływ na strumienie radiacyjne (jedynie poprzez niewielką zmianę współczynników absorpcji gazów związana z temperaturową zależnością poszerzenia linii widmowych). W podczerwieni z oczywistych względów wymuszenie radiacyjne związane ze strumieniami promieniowania zależy silnie od
temperatury powietrza. Pojęcie wymuszenia radiacyjnego definiuje się również w przypadku
gdy w całej atmosferze (poza powierzchnią ziemi) dokonuje się dopasowania temperatury do nowego stanu równowagi czy też jak to ma miejsce w modelach klimatu cały profil
temperatury jest modyfikowany w czasie.
Figure 2.2
Rys. 1043 Różne definicje wymuszania radiacyjnego (RF- Radiative forcing)
Rozpatrzmy prosty model radiacyjny układu atmosfera-powierzchnia Ziemi.
Zakładamy, że warstwa atmosfery zawierająca gazy cieplarniane jednorodnie rozłożone nie pochłania promieniowania słonecznego jedynie częściowo absorbuje promieniowanie ziemskie.
Rys. 10.5 Prosty model radiacyjny
Bilans promieniowania w warstwie gazów cieplarnianych wynosi
2F Fe FS a S
gdzie Fa jest strumieniem promieniowania atmosfery (promieniowanie zwrotne), zaś oznacza grubość optyczną gazów cieplarnianych. Bilans promieniowania na powierzchni Ziemi ma postać:
S a
o(1 A) F F
F
Korzystając ze wzorów na strumienie promieniowania ciała doskonale czarnego
4 S
S T
F , Fa Ta4
oraz rozwiązując układ równań otrzymujemy wzory na temperaturę powierzchni Ziemi oraz atmosfery
4 4 e
S 1 e
2 T T
4 S a
e 1
2 T T
Dla grubości optycznej1.47otrzymujemy temperaturę powierzchni Ziemi równą 288 K.
Z modelu transferu promieniowania wiadomo, że wkład grubości optycznej dwutlenku węgla do całkowitej grubości optycznej wynosi około 12.5%, czyli
125 . 0
CO2
a zatem CO2 0.184
Wrażliwość temperatury powierzchni Ziemi na zmiany grubości optycznej wyraża się
wzorem
4
e S S
S
T T 8 T e
T
K 6 . TS 21
S TS T
Podwojenie koncentracji CO2 powoduje zmianę grubości optycznej o 0.184
co prowadzi do wzrostu temperatury TS 2.5K. Pomimo, że przedstawiony model jest bardzo prymitywny to jednak szacowany wzrost temperatury jest bardzo zbliżony do modelowanego przy pomocy zaawansowanych modeli klimatu.
Wracając do wymuszania radiacyjnego należy podkreślić, iż jego wartość zależy od poziomu koncentracji gazów znajdujących się w atmosferze. Mówiąc inaczej każdy z gazów ma inną efektywność. Wynika ona struktury widm absorpcyjnych cząsteczek występujących
Rys. 10.6 Zależność wymuszania radiacyjnego od koncentracji gazów w atmosferze.
Tabela 1. Przybliżone formuły opisujące wymuszenie radiacyjne podstawowych gazów cieplarnianych (Myhre et al., 1998)
koncentracja w
y m us za ni en
g
CFCs CHN 42O CO2
w atmosferze w stosunku do ilości promieniowania propagującego się w atmosferze. Gdy będziemy stale podnosić koncentrację pewnego gazów to w pewnym momencie okaże się, że dalszy wzrost nie prowadzi już do absorpcji promieniowania gdyż całe promieniowania w obszarze absorpcyjnych zostało już zaabsorbowane. Na rys. 10.5 przedstawiono
schematyczny wykres pokazujący różną efektywność podstawowych gazów cieplarnianych.
Największe wymuszenie radiacyjne otrzymujemy przy wzroście fluoropochodnych (zależność w przybliżeniu liniowa), nieco mniejsze dla metanu oraz tlenku azotu zaś najmniejsze dla dwutlenku węgla. W ostatnim przypadku zależność od koncentracji CO2 jest w przybliżeniu logarytmiczna.
